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本次课第二十三次课的主要内容
外生铀矿概论
一.外生铀矿床的一般概念。
外生铀矿床主要是指在地表附近,由外生作用形成的铀矿床。
外生做用是指地球岩石圈与水圈、大气圈、生物圈之间相互发生的各种复杂的物理化学作用的综合。
形成于常温(或低温)常压条件下,存在较高的自由氧和二氧化碳的环境中,并且有大量有机质和微生物参与下进行的。
这种作用使得自然界的岩石及铀矿床遭受物理化学破坏和改造,形成新的风化产物,由于铀元素地球化学性质活泼,一部分铀是UO22+的形式被流水迁移,搬运至河流,内生陆盆地,浅海中,在有利的环境下沉淀,形成富铀层位或沉积铀矿床,一部分呈机械破碎物被水流带走,搬运至河谷、湖盆、滨海在有利环境下沉淀,则形成机械沉积砂矿床:
另有部分在有利条件下被风化残积物吸附,形成风化壳铀矿床。
更为重要的是,在补生环境中,一些富铀层位经过后期改造,铀再富集,形成了补生铀矿床中最主要的矿床类型—后生铀矿床。
本类矿床分布广泛,在世界各地均有分布。
但品位低,储量大。
二、外生作用中铀的地球化学性质
(一)在表生作用中影响铀的地化性质的因素
1.PH值和Eh值对铀地球化学特征的影响
铀及其化合物或矿物在水溶液中的溶解度和存在形式与特定的PH值Eh值环境
有关。
铀两性元素,在酸性入夜中大多呈络阳离子如UO22+和UO2OH+沉淀其中UO2(OH)2
(在缺乏CO32-\SO42-\PO43等位体条件下)德望溶解度(3.5×10_9mol/t)要比U(OH)4的溶解度(5.2×10-12mol/t)要高得多,此外CO32-离子的浓度对铀的溶解度有很大的影响,铀在偌碱性介质中易于碳酸根生成十分稳定的络离子,所以就水系中形成的铀分散晕范围来说,流经碳酸盐岩石的较流经硅质岩的要大,但是在沼泽地带的泥炭沉积物起PH值低至3.5,这就使泥炭水体中的碳酸含铀酰离子,所以就解体,导致铀被和还原沉淀成为泥炭所吸附。
铀及其伴生元素在迁移沉淀过程中,由于他们在地球化学性质上的异常,常在不同的Eh值环境中沉淀形成一定的地球化学分带,例如在砂岩型铀矿床中,铀同硒、钼等元素经常伴生在一起,但硒沉淀Eh值较铀为低。
因而钼分布在岩层间氧化带的倾向分布的
铀矿体的下界(画图说明)分布范围甚广,距离铀矿体可达15千米左右,根据这种想象在实际工作中的可以作为找矿的一个有利的线索。
2.吸附作用对铀的影响
吸附作用系指一种物质将周围介质的分子、原子或离子吸着粘附到自身表面以降低其表面自由能的作用。
通常称具吸附能力的物直剂,被吸附的物质叫吸附质。
在表生带铀呈吸附状态存在于各种岩石及矿物之中,是表生作用铀地化的重要特征之一:
吸附作用分物理吸附和化学吸附两种,一般来说,温度升高时以化学吸附为主(化学键力产生的吸附又称活性吸附)压力增大时,一物理吸附为主(分子间的作用力产生的吸附)
溶液中的吸咐剂和吸咐质常带有带荷。
它们不仅吸附中性分子,而且还可以吸附各种离子,其中氧离子的被吸附能力随电价的增加而有所增加,若电价相同,则随离子半径的变大而增强。
如:
Me3+>Me2+>Me+
Li+ Mg2+ 另外,溶液中的离子与吸附剂边表面的离子也可发生交换,产生交换吸附.交换吸附具一定的选择性,酸性吸附剂只能交换氧离子,而碱性吸附剂只能交换阴离子. R-H++Me+=R-Me++H+ R-OH-+A-=R-A-+OH- 硅酸是一种吸附剂,吸附UO22+时H+被交换带出所以碱性介质对硅胶吸附UO22+有利 常见的几种带不同电荷的胶体: 带正电荷的胶体有: 氢氧化铝、氢氧化钛、氢氧化铁(少部分)。 带负电荷的胶体有: 十二水二氧化硅、氢氧化亚锰、氢氧化铁(大部分) 其他胶体: 粘土矿物、腐殖质、各种硫化物胶体 不同的胶体对铀的有很强的吸附能力。 实验表明利用吸附剂可以铀浓度很低的水溶度中吸附铀,目前,英国、日本大力开展从海水中提取铀的试验。 影响吸附性能的几个因素: 各种吸附剂对铀的吸附能力与吸附剂的物质组成,比表面积大小、及溶液的PH值、T、P及铀浓度等因素有关。 例如: 在一定条件下,如在硫酸型水溶液中,UO22+很容易被各种吸附剂,吸附但当溶液中含有一定量的CO32-(>n×10-7当量浓度)时,吸附剂吸附UO22+的能力减弱为原有吸附能力的1/20这是因为溶液中的UO22+同CO32-结合形成带有与吸附剂相同电荷的碳酸含铀酰离子,从而降低了吸附剂对铀的吸附能力. 3、铀与有机质关系密切是表生作用中铀地化的又一重要特征。 它们具体表现在以下四个方面: 铀在土壤中主要聚集在有机质含量偏高的额腐殖土层中,有时可形成局部的放射性异常。 沉积岩的铀含量常与有机质含量正消长关系。 铀在部分动植物残体中显著富集。 含铀地沥青分布相当广泛。 (铀在各种生物体内的分布特点)实质上在生物体中的含量一般较低,动物体中一般不到0.0nppm。 陆地植物灰中的铀含量为0.nppm,低于沉积岩的铀含量(1—4ppm)在水生植物中,仅少量低于低等藻类植物铀含量较高,一般均低于沉积岩的含量,铀的生物吸收系数很低,约为0.0n-0.00n,不属于生物富集元素,与N、P、K、Na等的地化行为截然不同。 据认为是由于句放射性的缘故,但着一观点不足为理由,因为其它放射性元素在生物中同样可以富集。 因而更可能的是`U与Hg、TP、Bi等相类似,是一带毒的元素,对于具有较强的抗毒能力的高等动植物体,能够控制对铀的吸收,因此其含量较低。 在生物体内的铀则可能是伴随其他生物富集元素而被顺便捕获带入的。 铀在生物体的生长过程中含量并不高,在有机质中的富集则是同生物死亡后有机质分解形成的强还原环境及有机质聚合成高分子化合物(腐殖质、腐泥质等)有关。 铀与有机质结合的机理是一很复杂的过程,根据研究的结果表明,促使铀在有机质中富集的主要因素是还原作用、吸附作用及形成有机化合物的化学反应。 有机物质的还原作用(是一个复杂的过程) 表生带中的动植物体死亡后迅速为微生物所分解,形成各种简单的无机化合物(CH4、H2、CO2、NH3)。 在缺氧的条件下,这些无机化合物可以同介质中的SO42-、NO3-、 Fe2O3等发生氧化还原反应,其结果是使得环境变成还原状态。 如SO42-被CH4还原为H2S. CH4+SO42-——→H2S+CO32-+H2O 上述反应产生的还原的HZS造就形成强烈的还原环境,在这种还原条件,还原剂可使围岩中的氧化铁还原生成黄铁矿,同时也促使水溶液中六价铀的还原沉淀。 有机质的吸附作用 铀在富含有机质的弱酸性介质中常成WO22+和UO2(OH)+形成存在,它们容易被有机质 和其它胶体所吸附。 所做的对各种吸附的试验铀表明: 泥炭及褐煤吸附铀及其他金属元素的能力最强,有机质随着变质程度增高,其中腐殖质逐渐减少因而吸附铀的能力明显降低,经研究指出,在泥炭变质为无烟煤的过程中,失去近66.8%有机质。 因此后者对铀的西服能力最低。 同样如用NaOH泥炭中的腐殖酸除去后,则泥炭吸附铀的能力就大为降低。 由此说明铀的吸附作用同腐殖酸有密切的关系。 有机质的洛合作用 有机质组分中的腐殖酸和富里酸能强烈地洛合铀及其他金属形成铀酰有机洛合物,如铀铀酰腐殖酸盐落合物。 Na[UO2(CnHnCOO)m]及M+[UO2(CH3COOCHCOCH2)3]_式中M+=NH4+,CH3,NH3+—◇—NH3+等。 根据实验结果得知,当腐殖酸和实里酸和硫酸铀酰(铀浓度为0.001g/mol)相混合PH=4-5的条件下,可形成铀酰腐殖酸盐沉淀;PH=7-7.5时形成铀酰实里酸盐沉淀。 1.微生作用对铀的影响 从已有的资料说明微生物这些一般动植物适应温度、压力、Eh及PH值的条件广,在高温高压在各种岩石中矿石中常可见到微生物作用留下的痕迹,并在某些重要的氧化还原反应中可起催化的作用。 因此对微生物在铀表生地球化学中所起的作用不应低估。 (微生物溶液即是其中特例) 在铀的表生迁移和富集过程中微生物所起的作用主要表现在以下几个方面: 铀在有机质中的聚集同微生物作用有关。 大量事实证明在表生环境中,有机质存在和细菌作用是使硫酸盐还原产生硫化氢,进而形成金属硫化物的重要控制因素。 硫酸盐还原 CaSO4+CH4—————→H2S+CaCO3+H2O(缺氧条件) 由于菌类的催化作用使黄铁矿迅速氧化,产生硫酸和硫酸铁,而后岩石中四价铀在酸性介质中氧化成六价铀,从而使铀大量被林滤出来。 (二)铀在作用过程中的地球化学 在风化过程中,铀主要通过岩石和矿物的破坏和分解而从岩石系矿物中分离和释放出来。 部分铀被水溶液带走,部分铀残留在原地风化壳中。 由于矿物在水中溶解度的差别以及氧化和水解作用的速度不同,因而在不同矿物铀被释放大难易程度不同,一般情况下,各种矿物抗风化能力为: 氧化物>硅酸盐>硫化物>碳酸盐.造盐矿物中的石英矿物中的镐石\独居石等它们的抗风化能力都很强,并且由于它们富含U.ThT r等元素,于是在有利的地质条件下.可以堆积形成具有工业意义的砂矿床,相反,抗风化能力弱的矿物则最易遭受破坏和分解铀也同时被淋滤出来,并有相当一部分铀随溶液的流失而被带走. 残留在地表风化和土壤中的铀主要聚集在粘土矿物特别是伊利石\蒙脱石、多水高岭石等吸附能力较强的矿物中,土壤中的有机物质特别是植物死亡之后形成的腐殖质。 对铀的吸附和聚集也起着重要作用。 在风化壳和土壤的形成过程中一部分铀同其他元素一起进入各种天然水体中,向水喷地及海洋迁移构成天然水体几沉积物中背景含量。 在干旱条件下,由于地表水不断蒸发铀和其他碱金属由于毛细管作用被带到地表一石膏归酸盐类矿物聚集在一起常形成所谓的“蒸发异常”这种铀异常以放射性强度高,并伴有色彩鲜艳的次生铀矿物为特征。 如七十年代发现的澳大利亚伊利里钙结岩型的钒钾铀矿床,即位蒸发成矿作用的特例。 该矿床的发现表明,在特定的环境和水文条件下,如有充足的铀源和有利的地球化学环境,则地下水的蒸发成矿作用对铀的富集具有很重要的意义。 1.铀在水体中的迁移形式,主要有以下几种: 1)呈溶解状态迁移,主要以离子形式迁移包括各种洛合离子形式 多数为碳酸合铀酰离子形式及铀酰硫酸盐(存在于PH<4.25环境中) UO22+或UO2OH+形式(条件是氢离子浓度较高的环境) 有机化合物形式(取决于植被的发育) 2)呈吸附状态迁移: 铀被河流中的悬浮物质或胶体质点(尤其是指粘土矿物)所吸附,而呈吸附状态迁移. 3)呈矿物形式迁移主要是指抗风化能力强的某些含铀矿物如独居石烧绿石镐石矿物在风化过程中不能被分解而随矿物一起作长距离的搬运,经分选富集成矿这种形式的迁移,尤其发生在古老的地质时期如果原古-太古代大气缺氧而呈强还原环境条件。 2.后生淋积作用中的铀地化特征 外生铀矿床中具重要工业意义的铀矿床如砂岩型碳硅泥岩型都是后生淋积成矿作用形成的。 后生淋积作用系指成矿元素在岩石形成之后由地下水的淋滤作用形成的次生(或后生)富集作用。 当富含游离氧及碳酸根离子的残积碳酸根离子流洛铀含量较高的岩石,使岩石中的分散状态的铀氧化形成可溶的铀酰洛离子(主要是[UO2(CO3)3]4-和UO2(SO4)2)]2-并带出,然后在有利的构造和地化环境中铀重新沉淀和富集。 这种富集作用一般发生在透水性良好的岩石内,也可产于不同岩性的的额接触面不整合面及各种破碎带中。 (1)影响铀后生富集的主要的因素 较高的哈巴内性(>10ppm)如花岗岩、中-酸性火山岩、火山碎屑岩某些沉积岩及变质岩它们较高的含铀(主要为活性铀)可作为后生淋积铀矿床远的砂岩型铀矿床与上覆第三系火山碎屑及周围的花岗岩有关: 法国及土耳其的某些铀矿床的铀则可然来自酸性凝灰岩。 古气候条件: 根据大量的资料证实,匝地具备第一条件的情况下,干旱、半干旱的古气候条件有利于铀转移和后生富集。 这是因为该气候条件下地表植被稀疏,缺乏有机物及有机酸,地下水呈碱性使铀碳酸含铀酰离子为主要迁移形式,又由于该离子不易被带相同负电荷的粘土矿物吸附却能大面积地从风华岩石中把铀带出,并随地表水和地下水作长距离的搬运,同时由于降雨量小于蒸发量使含铀地下水的浓度增高(n×10-5g/l干旱气候———n×10-6`~n×10-7g/l潮湿气候因而对矿化有利。 相反,在潮湿气候区则不利于铀的后生淋积富集成矿。 构造因素区域构造背景长期较稳定的地台,中间地块和古老褶皱区域内局部火花地区对铀的后生富集有利。 隆起强烈的褶皱区不利于铀的后生富集,这是由于剥蚀速度过快,氧化带不不发育的缘故,缓倾斜的岩层更有利成矿,这是由于岩层倾角平缓地下水活动缓慢,沉淀氧化还原可以达到平衡,水中溶解的铀有足够的时间参与反应并沉淀氧化还原交替带上,我国砂岩型铀矿矿体赋存的岩层倾角据统计多在7-17度之间二房美国在5-10度之间。 此外,含铀端中的断裂破碎带,层间破碎带以及岩层产状或古河道流向急剧改变的地段,都是物理化学性质变化最大的带因而也是形成后生铀矿床的有利部位。 岩性及水文条件a.单一的透水性好的岩层(如砂砾岩层)不利于矿化。 原因在于水交替过于强烈,不仅阻碍氧化还原交替带的发育,而且是地下水中的各种组分与围岩不能占主化学平衡。 b.与矿化密切相关的岩层应该是几种具不同透水性的岩层所组成的互层。 并要求岩层富汉各种铀的沉积剂(还原物质吸附剂等)粒度分选稍差。 具有这些特点的互层有: 砂岩、泥岩碳酸岩盐、硅质岩、炭板岩等所构成的互层。 如你碳和砂岩层组成的互层,使地下水局限在砂岩层中流动从而形成一半封闭环境,有利于铀的聚集,含铀地下水流动时,沿泥沿泥岩边缘流速缓慢,溶解在水中的部分铀或被还原剂还原沉淀。 或被粘土矿物所吸附,故常沿泥盐与砂岩接触带或泥盐透镜体边缘逐步富集成为哟哦工业价值的铀矿体。 实际上地下水局部滞面地段,如沉积盆地基底上的凹槽,支流交汇处及砂岩中泥岩透镜体等都是赋存后生铀矿化的有利场所。 (2)铀后生富集的物理化学条件机理 由沉积成岩作用形成的含铀岩性,其中部分铀是分散状态存在的,要使铀富集,必须要把岩石中的分散淋滤出来,并逐步含有增高含铀溶液的浓度,进而达到铀富集。 含氧地下水可使围岩中的黄铁矿被氧化,由此引起的水溶液的酸度和Eh值饿增高。 从而有利于铀的溶解和迁移。 显然促使地下水中铀的还原沉淀的直接原因是水介质Eh值的急剧降低,一般来说,岩石中的硫化物或有机物质可引起这一作用。 由此可见,上述条件在后生淋积成矿作用过程中所引起的作用是非常明显的。 由于他们的强还原作用使得铀酰洛离子破坏并还原沉淀。 (三)铀矿床氧化带的地球化学特征 (四)当矿体裸露地表后,分化作用可使原生铀矿物几乎完全分解,在氧化条件下四价铀易变成六价铀,并形成同其他阴离子一起形成各种化合物,如氢氧化物等等,于是在氧的化带中形成多种多样的次生铀矿物氧化带的发育程度取决于多种因素的综合作用的结果,如气候,地貌,地质构造。 水化学性质,矿石和围岩的物质组成及结构特点。 1.铀矿床氧化带发育的阶段性 根据铀矿床中硫化物量的多少讨论,分两种类型: (1)硫化物型氧化带: 氧化带发育的初期,向下渗透的地表水,在硫化物未被氧化之前,原生铀矿物和围岩的铝硅酸盐矿物首先发生水解,致使水介质呈弱碱性。 在硫化物的氧化过程中硫酸使水介质逐渐变为酸性。 水介质时的溶解能力随其酸度的增加而增强,一旦硫化物全部氧化完,水介质又逐渐变为弱碱性。 由此可知,硫化物型铀矿床氧化带的地球化学演化可明显的划分为若碱性——弱酸至酸性——弱碱性三个阶段,在这三个阶段中分别发育铀硅氢氧化物——铀酰硅酸盐类铀云母类——铀酰硅酸类散装不同的物质共生组合。 (2)单铀型氧化带(硫化物少,而碳酸盐较多) 在氧化带的发育过程中,由于铝硅酸盐矿物的水解作用或碳酸盐矿物的中和作用使水介质始终呈弱碱性,所以这种铀矿床中,主要发育铀酰氢氧化物类及铀酰硅酸盐类的矿物组合。 上述情况表明,硫化物型铀矿床氧化带的发育过程最为完善,因而它可以说明铀矿床氧化带的发育的阶段性,即具三个阶段。 2.铀矿床氧化带的垂直分带 在铀矿床氧化带的演化过程中,氧化作用由地表向地下深处逐渐减弱,水溶液的PH值,Eh值及化学成分均发生变化,相应地矿物成分也发生变化,从而形成一垂直分带,以硫化物型铀矿床氧化带为例,由地表向下依次为: 完全氧化带 淋滤带 不完全氧化带 次生岩富集带(氧化还原过度带) 还原带 每个带的特征如下: 硫化物型铀矿床垂直分带示意图 图中1。 含铀褐铁矿,铀酰硅酸盐 2.铀云母组分 4.水沥青铀矿,残余铀墨、铀酰氢氧化物 5.再生铀墨 6.沥青铀矿 完全氧化带富含自由氧和CO2氧化作用强烈,因此矿体中心的U4+—U6+形成一系列铀的次生矿物,或为蛋白质、褐铁矿、各种粘土矿物及水铝英石等吸附而而在地表,大部分以等形式深部迁移而转入到地下水中。 淋滤带,靠近潜水面,由于地下水的侧向运动和潜水面的变动,铀可以全部淋滤或被带出,不含或很少含次生铀矿物。 不完全氧化带(潜水面以下)由于地下水中的O2、CO2含量少,因而氧化能力较弱,原生铀矿仅遭受局部氧化和水化作用,以发育水沥青铀矿和残余铀墨为特征。 次集富集在该带氧化能力已极为微弱,地球化学环境已由氧化环境转为还原环境。 从氧化带淋滤出来的铀向下渗透该带时,水溶液中所含的各种铀酰化合物被H2S硫化物等重新还原为四价铀的氧化物沉淀,形成铀的次生富集。 原生矿带(还原带)位于富集带之下,在该带的地下水中不存在游离了氧水化学性质由硫酸盐型转变为重碳酸盐型,水介质呈中一弱减性,矿石未遭受氧化而得面着原生铀矿物和各种硫化物。 上述理想的分带现象,必须具备一定条件: 即 a..矿体、围岩均有良好的渗透性 b.足够量的硫化物 c.氧化速度大于剥蚀速度。 但在实际上,铀矿床地质条件十分复杂,矿体和围岩的成分差别很大,岩石透水性及地下水动态的多种变化。 因而在实际工作中不可能见到发育完整的垂直分带现象。 3.氧化带的U-Ra 平衡放射性强度是悠系产生的,其中 铀系由18种放射性核素组成,铀系的成员按地球化学性质分为铀组和镭组? : 铀至称为铀组: 镭及其衰变产物称为镭组,镭组放射出的r射线强度的97.9%,而铀组放射出的r射线强度的2.1%。 如根据放射性的强度来确定铀含量的高低时必须考虑到这一点。 假如铀和镭处于放射性平衡,铀和镭之间的量就达到一定的比例(Ra/U=3.4×10-7)但由于铀镭的地化性质不同。 一旦改变所处的环境,就会发生铀和镭的相对富集或贫乏。 随之铀和镭的正常比例也被破坏。 在氧化带,不论是HCO3-型水,还是SO42-型水,铀均可以不同的UO22+洛合物形式迁移或被渗滤地下,或被地表水带走。 但镭方解石、镭重晶石、白铅矿磷氯铝矿中镭却在HCO3-、SO42-型水中几少溶解,另外,铀的氢氧化物却易溶解,由于铀和镭的化学性质截然不同。 通常,当铀被淋失出时镭却留在氧化带。 被渗滤进入地下的铀,一进入胶结带的还原环境,U6+被还原成U4+而沉淀下来。 这种U、Ra的地球化学分离,常使氧化带偏Ra,胶体带偏U 三、外生铀矿床的一般特征 1.外生铀矿床受地质时代和层位控制明显。 在我国,陆相外生铀矿床多产于中-新生代地层中,如T3、J1、J2、J3、K和N层位中;海相外生铀矿床多产于古生带地层,如层 位中。 在国外古生代的陆相地层以及中-新生代的海相地层中亦有发现外生铀矿床。 2.外生铀矿床的分布受岩相古地理条件控制明显: 在陆相沉积中有: 河流沉积中的河床相、河漫滩相、河沼相: 湖泊相沉积中的滨湖三角洲相湖沼相等: 海相沉积中的滨海相、三角洲相、海湾泻湖相及岛弧边缘等对成矿有利。 不论陆相或海相地层,铀矿床的分布多在距岸边不远出处,湖泊、海盆的凹下部位或隆起的边缘。 3.外生铀矿床形成时的古气候特点: 陆相沉积铀矿床及后生铀矿床形成于干旱或半干旱气候条件下: 海相沉积含铀层位是在潮热气候条件下形成的。 4.外生铀矿床多分布在岩相变异带或氧化还原交替带。 如隔水层与透水层红层与浅色层,煤层、含有机质或不含有机质等等,在古生代的地层中外生铀矿床常位于碎屑—化学沉积互层,脆性—柔性岩石互层。 富含有机质、泥质黄铁矿、磷质、炭质的岩石内。 5.后生铀矿床与氧化带的关系密切氧化物的类型: 有不整合面氧化带层间氧化带性及断裂构造氧化。 氧化还原界面控制着矿化。 6.外生铀矿床带呈带状分布,矿体形态常呈似层状、透镜状、卷状、不规则状态。 7.外生铀矿床的矿体界线与围岩界限不清。 砂石矿物组分和化学成分与围岩的组分相似,只是含量上的差别。 8.外生铀矿床的分布: 陆相沉积物中的铀矿床多分布在山河盆地,凹陷带断陷盆地中;海相沉积物的铀矿床分布在稳定地台的边缘,古陆边缘。 四、外生矿床的成矿地质条件: 1.地质时代条件 外生铀矿床产于特定的地质时代中,这一点在前面已经作了介绍。 外生铀矿床在时代上的这种分布规律。 实际上是由地壳运动发展地球演化以及铀在表生条件下的行为引起的。 铀在地球演化过程中的行为可陈述如下: (1)太古代-元古代阶段: (>19亿年) 地球表面缺少自由氧,而富含CO2\CH4\H2为一还原环境,铀的活动性很小基本不氧化,外生作用以机械物理风化为主.含铀的风化产物一碎屑无的形式迁移,并与他重矿物一起经河水搬运在有利条件下沉积成砂矿. (2)中_晚元古代阶段(19_6.8亿年) 这个时期海洋中以藻类为主的低等植物大量生长,叶绿素分子在植物细胞中通过光合作用产生游离氧由于自由氧在大气圈逐渐积累,氧化作用增强,表生带的地球化学环境由还原逐渐转化为氧化,并在地层中初步出现了红层.岩石中的四价铀很快变成六价铀,被水搬运到海洋,富集在海水中,在这一沿段的海洋中.CO2的总浓度较现代海洋为主.铀含量可能也较高. (3)晚原古_早古生代(6.8_4.1亿年) 大陆处于完全氧化环境.铀继续从陆地转移到海洋,海洋中的有机质不断增多,有机质在微生物作用下分解,形成H2S,CH4等,局部造成还原环境,使铀还原沉淀,形成遍布全球的炭UV、Mo、P、Ni、Ni、Co、Pb、Zn等元素的黑色原岩和炭质、硅质、泥质岩石层。 (4)中晚古生代——中新生代(<4.1亿年) 自泥盆纪开始陆地上出现高等植物,使没土地中的有机质成分大量的增加。 大陆的低洼沼泽地区堆积了大量植物残体,局部形成有利于铀还原沉淀的环境。 铀从风化壳转移出来就被有机质等还原剂捕获聚集在蓄水盆地中,带入海洋中的铀土为为减少。 相反,地表水、地下水对铀的迁移和分配起着主导作用。 在这一时期内,铀主要在大陆环境中聚集成矿,而在海洋中相对减少,很少有铀矿床形成,到了中新生代,基本上为陆地成矿。 由于铀演化的这种规律性,使得铀矿床的分布集中在中晚古生代——中新生代等地层中,因此在这一时期内所形成的某些地层是外生铀矿床赋矿的最有利地层。 并且以中新生代陆相`地层为主,(主要形式后生矿床)古生代打都形成沉积铀矿床,品位较低,具有较大的潜在价值。 西方国家外生铀矿床的时代分布: 古生代,多属同生沉积铀矿床,分布广储量大但品位低如瑞典的的含铀黑色页岩,表外生外生储量达10万吨以上,美国的的含铀黑色页岩,P的含铀磷块哦岩等。 中生代。 以陆相后生铀矿床为主,储量超过古生代的一倍,如美国的T、J、V的陆相砂岩型铀矿床。 新生代主要有含铀褐煤;海相含铀磷块岩;湖相后生沉积铀矿床三类前两类主要分布在美国,后一类以日本人形山卡为代表。 第四纪中的有二类,一类产于残积,坡积物及冲积物中的后生沉积铀矿床。 如风化壳铀矿床
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